Ⅰ 天然氣水合物資源遠景預測
一、天然氣水合物資源量估算方法
為評估天然氣水合物資源量，人們曾經做了大量努力，20世紀80年代至90年代初，許多學者在對控制水合物形成條件與分布規律進行分析、推測的基礎上，利用體積法對全球天然氣水合物所含甲烷資源量進行過估算（Dobrynin等，1981；Mclvei，1981；Kvenvolden，1988；Sloan，1990），但由於實際資料的缺乏，參數的選擇主要依據各種各樣的假設，不同學者的估算結果差別很大，相差幾個數量級。20世紀90年代中後期，隨著地震反射、測井、鑽井取樣與測試技術在天然氣水合物勘探中的廣泛應用，一系列間接的地球物理方法被用來對天然氣水合物與下伏游離氣體的資源量進行了估計，參數的選擇往往通過實測資料推算獲得，其精度和可靠性大大提高。
目前國際上流行的天然氣水合物資源評估方法可分為兩類，一是基於天然氣水合物地球物理-地球化學響應的已發現礦藏的常規體積法，該方法以日本地質調查所1992年進行的「容積法（體積法）」為代表；二是基於天然氣水合物成因的未發現資源的概率統計法，該方法以美國地質調查局1995年的「未發現資源的概率統計法」為代表。
1.基於天然氣水合物地球物理-地球化學響應的常規體積法
該類方法以地球物理、地球化學和鑽井測試等勘查成果為基礎，對已發現的天然氣水合物的分布厚度、沉積物孔隙度和孔隙中水合物的含量直接演算，參數來自被評價區，因而結果較為可靠，目前仍然是以地球物理方法為主。與大陸邊緣一般的沉積物相比，含天然氣水合物的沉積層具有較高的縱波速度，因而可通過岩石物理模型的方法估算水合物的含量，識別BSR，確定其上覆水合物的含量及其下伏游離氣體的分布。另外，精細速度分析及波阻抗反演、地震波形反演、疊前AVO技術在資源量評價方面也發揮了重要的作用，如20世紀90年代早期，School等（1993）、Max等（1996）運用多道地震剖面的VAMPS（Velocity and Amplitude Structures）分析天然氣水合物及其下伏游離氣體的存在以及水合物定量分析；Miller等（1991）通過對秘魯濱外多道地震資料和合成地震記錄來推斷天然氣水合物的含量及其下伏游離氣層的厚度；Lee等（1993）利用多道地震反射的真振幅和層速度分析對沉積物中水合物的含量進行了定量分析。在有取樣或者鑽探的條件下，則利用沉積物中氯離子濃度變化、δ18O值的變化、取樣器溫度-壓力變化和孔隙水成分測量等地球化學方法來評價甲烷水合物的含量多少。Dickens等（1997）對美國東南部布萊克海台水合物樣品的甲烷含量直接進行了測量，其測量結果顯示，垂向沉積剖面上的甲烷含量變化趨勢與間接法得出的結論一致，但下伏游離甲烷氣含量比間接法的結果高出三分之一。
日本學者對Gornitz（1994）發表的計算思路進行了擴充，即天然氣水合物氣田的原始資源量（Q），理論上是天然氣水合物分解生成的氣體總量（QH）、游離氣體總量（QG）以及層間水中所含溶解氣體總量（QL）的總和，即
我國海域天然氣水合物地質-地球物理特徵及前景
（1）水合物分解氣體的資源量（QH）
分解氣體的資源量（QH）為天然氣水合物中甲烷量（V）與集聚率（R）的乘積；終極可采資源量（GH）又是分解氣體的資源量（QH）與採收率（B）的乘積。即
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式中：A為水合物的分布面積；R為集聚率；ΔZ為天然氣水合物穩定帶的平均厚度；Φ為沉積物的平均孔隙度；H為天然氣水合物飽和度；E為產氣因子。
（2）游離氣的資源量（QG）
在天然氣穩定帶（HSZ）內，剩餘的游離氣由於被認為是與層間水反應形成的天然氣水合物，可以假定一般不存在具有資源量的游離氣。因此，游離氣的資源量（QG）最好用常規氣田儲藏量計演算法計算HSZ下圈閉的游離氣的量。水合物層下伏游離氣資源量可用下式計算：
我國海域天然氣水合物地質-地球物理特徵及前景
式中：QG為游離氣的原始資源量；GG為游離氣的終極可采資源量；AG為游離氣的分布面積；ΔZG為游離氣層的平均厚度；RG為游離氣的集聚率；ΦG為沉積物的平均孔隙率；P為地層壓力；P0為標准狀態的壓力；T為沉積物的絕對溫度；T0為標准狀態的絕對溫度；W為沉積物的水飽和率；BG為來自游離氣的天然氣的回收率。式中（AG×ΔZG×RG）表示水合物層下含游離氣沉積物的容積。
（3）溶解氣資源量（QL）
層間水中所含溶解氣的量（QL）隨溫度、壓力及鹽度的變化而變化。因其與水合物層中所含氣體量相比少得多，在計算大區域資源量時可以忽略不計。
2.基於天然氣水合物成因的概率統計法
該類方法以天然氣水合物成因為基礎，主要用於未發現天然氣水合物資源的評價，參數選擇上主要參考區內已發現礦藏的實際參數，或與具有相似成礦地質條件的其他區域進行類比而獲得，帶有很大程度的推斷性，因而參數往往以概率分布的形式參與統計計算。通常需要分別對生物成因氣和熱成因氣進行評估。在評價生物氣時，不需要引用氣捕及運移通道的形成和烴類熱成熟時間等指標，而有效孔隙度和甲烷生成量則是最重要的兩個指標。熱成因天然氣水合物往往與油氣勘探中烴類的形成過程類似，所以甲烷水合物的評估方法可與傳統油氣成藏的評價方法相類同，定量參數中的儲層厚度和氣藏大小，基本上與天然氣水合物穩定帶的體積相同，因此可根據研究區水深、海底溫度和地溫梯度等參數進行計算。如果研究區上述參數分布很不均勻，可將上述參數劃分成若干可信度區分別計算與評價。
美國地質調查局（Collect，1997）考慮了生物氣含量、生物氣源層厚度、熱成因氣供給、時間、有效運移概率、儲集岩相、圈閉機制、有效孔隙度、烴聚集指數、水合物穩定帶范圍、儲層厚度、水合物飽和度和水合物含氣率等指標，依據有限的實際參數對美國海洋和陸地上的天然氣水合物資源分區帶進行了初步評價，計算了各區帶和整個美國天然氣水合物中天然氣資源量大致的概率分布，計算的天然氣水合物資源量幾乎就是天然氣水合物中甲烷的總量。
評價含兩個部分：①對區帶屬性進行風險評價，以判斷區帶中存在天然氣水合物的概率；②對水合物含量的參數進行評價，以判斷區帶中可能的水合物量的概率分布。天然氣水合物的資源量（Q）主要取決於以下5個條件（Gornitz，1994；Collet等，2000）：①天然氣水合物分布面積（A）；②天然氣水合物儲層厚度（ΔZ）；③沉積物孔隙度（Φ）；④天然氣水合物飽和度（H）；⑤產氣因子（E，即單位體積天然氣水合物包含的標准溫-壓條件下的氣體體積）。評價中沒有考慮資源的可開采率，其計算公式為：
我國海域天然氣水合物地質-地球物理特徵及前景
通常，依據區帶上的地震、地質、地球化學信息（水深圖、沉積厚度分布圖、沉積物中總有機碳含量、海底溫度、地溫梯度以及水合物穩定溫-壓域分布圖等）以及類似地區的資料來進行評價，從而確定各參數的概率值。計算分3個步驟：①確定區帶是否含水合物；②區帶中水合物的量；③把上述兩個步驟算得的結果結合起來考慮統計意義上的資源潛力。
二、天然氣水合物遠景資源量評價
（一）南海陸坡
1.常規體積法評估
根據南海海域BSR分布情況，綜合考慮水深、穩定帶厚度、有利構造區帶、有利沉積區帶和有利地球化學異常區分布等因素，在南海陸坡區共推測5個天然氣水合物資源遠景區塊，分別為南海北部陸坡東部遠景區、南海北部陸坡西部遠景區、南海南部陸坡西部遠景區、南海南部陸坡東部遠景區和南海南部陸坡南部遠景區，在此基礎上，對各個區塊進行了天然氣水合物資源常規體積法評估。
（1）參數選擇
天然氣水合物分布面積與厚度 依據BSR的分布情況，計算出南海各遠景區塊天然氣水合物有效分布面積在南海北部陸坡東部遠景區約36787km2，南海北部陸坡西部遠景區約26988km2，南海南部陸坡西部遠景區約20197km2，南海南部陸坡南部遠景區約26123km2，南海南部陸坡東部遠景區約15737km2。整個南海海域BSR有效分布面積約125833km2。在已經開展天然氣水合物資源調查的西沙海槽區，將BSR之上的弱振幅及空白帶厚度作為含水合物層的厚度，其他區塊採用穩定帶潛在厚度作為含水合物層的厚度，得出各有利區塊的含水合物層平均厚度在南海北部陸坡東部遠景區約232m，海北部陸坡西部遠景區約175m，南海南部陸坡西部遠景區約160m，南海南部陸坡南部遠景區約194m，南海南部陸坡東部遠景區約152m。
孔隙度 孔隙度採用相似地區類比獲得。大西洋邊緣布萊克海台ODP164的994鑽孔、995鑽孔和997鑽孔在含天然氣水合物層位（190～450m）沉積物孔隙度分別為57.0%、58.0%和58.1%，而由南海ODP184的1143鑽孔、1144鑽孔、1145鑽孔、1146鑽孔、1147鑽孔和1148鑽孔的資料來看，在海底以下200～400m左右，沉積物孔隙度平均為55%左右，因此計算天然氣水合物資源量時沉積物孔隙度取55%。
水合物飽和度 天然氣水合物飽和度的准確計算較為困難，由於天然氣水合物並不穩定，在采樣過程中容易分解，因而難以直接測定天然氣水合物飽和度的大小。許多學者應用各種間接方法對水合物飽和度進行了估計。由於天然氣水合物富集同位素重的18O而且不含Cl-，因此采樣過程中水合物的分解將造成沉積物孔隙水的δ18O同位素組成以及Cl-含量異常。因而根據沉積物孔隙水的氧同位素組成和Cl-含量就可以估計天然氣水合物飽和度的大小，但這種方法存在一個缺陷，沉積物原地孔隙水δ18O同位素組成和Cl-含量並不知道，計算時通常採用海水的Cl-含量來代替原地孔隙水的Cl-含量並通過曲線擬合來確定原地孔隙水δ18O同位素組成，但這實際上並不十分准確，Egeberg等（1999）根據對流-擴散模型計算了原地孔隙水的化學組成，對天然氣水合物的飽和度進行了更准確的估計；保壓取心采樣器可採取原地壓力下1320cm3的樣品，如果假定其中過飽和的甲烷均以天然氣水合物的形式存在，則可以計算出水合物的飽和度；由於水合物和沉積物的物理性質存在諸多差異，因而可以根據地震剖面或測井數據的差異來估計水合物的飽和度，如垂直地震剖面上的速度數據和測井電阻率等。表7-5為一些學者對天然氣水合物飽和度的估計。Kaster等（1995）根據卡斯卡迪大陸邊緣889鑽孔的聲速測井以及垂直地震剖面速度數據計算得出水合物飽和度至少為15%；Spence等（1995）利用889鑽孔地震速度資料估算水合物飽和度為11%～20%；Paull等（1995）根據孔隙水C1-含量異常計算出布萊克海台天然氣水合物飽和度最高為14%，994鑽孔、995鑽孔和997鑽孔平均飽和度分別為1.3%、1.8%和2.4%；Matsumoto等（2000）利用孔隙水氧同位素組成異常以及最新測定的氧同位素分餾系數計算出994鑽孔水合物飽和度為6%，997鑽孔水合物飽和度為12%；Holbrook等（1996）根據地震速度數據計算994鑽孔水合物飽和度為2%，995鑽孔和997鑽孔為5%～7%；Dickens等（1997）利用保壓取心采樣器所獲樣品的甲烷含量估計布萊克海台水合物飽和度約為0～9%；Collet等（2000）依據電阻率測井數據估算994鑽孔、995鑽孔和997鑽孔水合物飽和度分別為3.3%、5.2%和5.8%；Lee（2000）利用聲速測井資料計算出994鑽孔、995鑽孔和997鑽孔水合物飽和度分別為3.9%、5.7%和3.8%。根據ODP164的鑽井結果，水合物不可能在整個穩定帶中均勻分布，在特定含有較多水合物的層位其飽和度較高（14%），但其平均飽和度不太可能很高。據以上分析，體積法計算天然氣水合物資源量時，水合物飽和度取3.5%。
表7-5 天然氣水合物飽和度估計
表7-6 天然氣水合物的部分參數特徵
產氣因子 天然氣水合物有3種結構（Kvenvolden，1995）：Ⅰ型、Ⅱ型（菱形晶體結構）和H型（六方晶體結構）。自然界中天然氣水合物以Ⅰ型結構為主，Ⅰ型結構水合物僅能容納甲烷（C1）和乙烷（C2）這兩種小分子的烴類氣體以及N2、CO2及H2S等非烴分子，其分子直徑不能超過5.2×10-10m。每個單元的Ⅰ型結構天然氣水合物由46個水分子構成2個小的十二面體「籠子」以及6個大的四面體「籠子」以容納氣體分子（Lorenson等，2000），因此，在理想狀態下，每個Ⅰ型結構天然氣水合物單元包含46個水分子以及8個氣體分子，水/氣分子比值（n，水合物指數）為46/8，即n=5.75。依此推算，在壓力條件為28MPa的情況下，單位體積的水合物可以包含173體積的氣體，即產氣因子為173。實際上，在自然界的天然氣水合物中不可能所有「籠子」均充填有氣體，因此，水合物指數通常要大於5.75。許多學者對水合物指數進行了測定（Matsumoto等，2000），但結果卻相差甚大，有些結果與水合物的晶體結構明顯不符。Handa（1988）對中美洲海槽天然氣水合物樣品的分析結果表明，其水合物指數為5.91，墨西哥灣北部的格林大峽谷水合物指數為8.2。Ripmeester等（1988）測定了人工合成水合物樣品的水合物指數，其范圍為5.8～6.3。Matsumoto等（2000）測定的布萊克海台天然氣水合物的水合物指數為6.2，從水合物指數與產氣因子的對應關系（表7-6）可以看出，其產氣因子為160.5。從實際測定的布萊克海台的天然氣水合物樣品所產生的氣體與水的體積比（表7-7）來看，其變化范圍為18～154，平均為76。由於在測定天然氣水合物氣體/水比值過程中存在孔隙水的混染，會造成計算結果偏低，Lorenson等（2000）採用水中的Cl-含量對氣體/水比值進行了校正，因為天然氣水合物中應該不會存在Cl-離子，其分解後的水中的Cl-含量應該是孔隙水混染所致，對比天然氣水合物分解後的水與孔隙水中Cl-的含量就可以進行校正，計算結果表明，孔隙水的混染程度為2%～50%，布萊克海台校正後的天然氣水合物氣/水體積比為29～204，平均為104。從表7-7可以看出，水合物的氣體/水體積比值並沒有明顯的地質模式。而沉積物較淺部位的天然氣水合物氣體/水體積比值相對較低，大多小於100，對應的產氣因子相當低，是由於取樣以及分析時的人為偏差抑或反映了地質過程的影響目前尚不太清楚。但據Holder等（1982）的研究，如果水合物「籠子」中氣體的填充率小於70%（對應氣體/水體積比值為151.8），將導致水合物的不穩定，因而水合物那些很低的氣體/水比值可能更多的是由於取樣以及分析時的人為因素造成的，其代表的只是水合物最低的氣體/水體積比值。布萊克海台996鑽孔與鹽底辟有關的水合物出露較淺，其氣/水體積比值相對較小，如果只考慮994鑽孔以及997鑽孔的天然氣水合物樣品，其平均氣/水體積比為188.5，對應的水合物指數為6.6，與Matsumoto等（2000）測定的水合物指數較為接近，相應的產氣因子為150.8。南海水合物成礦條件與布萊克海台相差不大，水合物最可能的產氣因子范圍在121.5（滿足70%氣體填充率）至160.5（水合物指數6.2）之間，計算資源量時產氣因子取150。
表7-7 世界各地天然氣水合物氣體與水體積的比值
（2）體積法資源量計算結果
根據以上所選擇的參數，不考慮集聚率（R），採用常規體積法（式5）計算得到南海5個遠景區的遠景資源量如表7-8所示。
應該說明的是，據國外鑽探證實，在水合物層之下，還經常存在BSR之下儲量相當可觀的游離氣（Dickens等，1997）。由於資料所限，難以解釋游離氣的分布，也難以選擇合理的參數來評估游離氣的資源量，因此，本次計算僅限於包含在水合物中的甲烷氣資源量，沒有考慮游離氣的資源量。同時，由於目前識別BSR及含水合物層主要靠地球物理勘探，地球化學探測難以觸及含水合物層，現場測試及室內分析得到的地球化學異常很少，不能說明問題，也難以確定水合物成礦氣體的成因類型。因此，在上述資源量估算中，假設成礦氣體為生物成因氣，水合物中的烴類為甲烷。
表7-8 南海海域天然氣水合物遠景資源量估算結果
（3）蒙特卡羅法資源量計算結果
採用蒙特卡羅數學統計方法，根據前述分析結果，選取如下參數：A為取區塊中BSR分布的有效面積（表7-9）；ΔZ為區塊中含水合物層平均厚度（表7-8）；Φ為沉積物平均孔隙度，取55%；H為水合物飽和度，范圍為2.0%～5.0%，平均取3.5%；E為產氣因子，范圍為121.5～160.5，平均取150。
利用（式10）進行蒙特卡羅法計算，得到南海各天然氣水合物遠景區塊的資源量如表7-9所示。資源總計最小值為394×1011m3（394×108t油當量），中間值為667×1011m3（667×108t油當量），最大值為898×1011m3（898×108t油當量）。其中間值與上述體積法計算得到的資源量（表7-8）基本一致。
2.南海天然氣水合物潛在資源的概率統計法評估
由於南海深水區域勘查程度很低，對潛在資源的評估中沒有對區帶屬性進行風險評價，僅依據相似性原理，參照國外勘探程度較高的海域天然氣水合物分布的統計規律對水合物含量的參數進行評價，計算了南海海域潛在的天然氣水合物資源量的概率分布。
表7-9 南海各天然氣水合物遠景資源量計算結果（蒙特卡羅法）
（1）參數選擇
水合物分布面積 海底天然氣水合物分布面積具有一定的統計規律，據佐藤干夫統計，1992年以前公開發表的具有良好BSR分布圖的海域，中美洲海溝區的墨西哥海區，面積為1.0×105km2，BSR的分布面積為1.9×104km2；瓜地馬拉海區，面積為1.0×105km2，BSR的分布面積為2.0×104km2；日本四國海南海海槽面積為1.2×105km2，BSR的分布面積為3.5×104km2，BSR分布的區塊面積達海域的20%～25%（佐藤干夫，1996）。因而，以南海穩定帶潛在厚度大於50m、水深3000m以淺的陸坡區為天然氣水合物潛在分布區，其面積為81745335km2，推測南海海域水合物潛在分布面積是該值的25%，即204363.3km2。
水合物實際產出厚度概率分布 我國南海地質特徵與大西洋被動大陸邊緣盆地類似，因而水合物分布規律也與其相近。Majorowicz等（2001）對加拿大大西洋邊緣天然氣水合物的厚度等參數進行了統計，編繪了該海域天然氣水合物厚度分布的直方圖（圖7-19），由此可以計算出厚度的累積概率分布（圖7-20），計算時假定南海天然氣水合物厚度分布概率與之相同。
孔隙度概率、水合物飽和度概率和產氣因子概率分布 Majorowicz等（2001）基於大量的鑽井分析，得出了加拿大4個水合物成礦省的水合物分布面積、平均厚度、孔隙度及飽和度等參數的統計結果（表7-10）。孔隙度變化范圍為22%～50%，而水合物飽和度的分布范圍為2%～30%。美國地質調查局1995年在對海域天然氣水合物資源進行評價時，孔隙度概率、水合物飽和度概率和產氣因子概率分布全部採用表7-11中的值。計算中假定南海各參數與美國大西洋邊緣海域的概率分布相同。
（2）資源量計算結果
選取上述參數，利用蒙特卡羅統計模擬法計算（式10）獲得南海陸坡區的天然氣水合物潛在資源量分布見圖7-21。天然氣水合物資源量最小值為91.66×1011m3（大於這一數值的累計概率為0.95），相當於91.66×108t油當量；最大值為6830.48×1011m3（大於這一數值的累計概率為0.05），相當於6830.48×108t油當量。概率期望值為1659.74×1011m3，相當於1659.74×108t油當量；潛在資源總量約為已推測資源量（體積法）的2倍。
表7-10 加拿大天然氣水合物資源量分布
表7-11 孔隙度、飽和度和產氣因子取值表
圖7-19 大西洋邊緣海域天然氣水合物厚度分布頻率直方圖
圖7-20 大西洋邊緣海域天然氣水合物厚度分布累計頻率直方圖
（二）東海沖繩海槽
採用產烴率法和殘余有機碳法，分別針對沖繩海槽盆地各個坳陷生物氣資源量和熱成烴資源量進行了估算：其中生物氣資源量為43.0×108t，熱成烴資源量為30.0×108t。總資源量為73.0×108t（表7-12）。
採用容積法，當天然氣水合物礦層充填率（H）為50%，聚集率（R）為0.01時，計算得到沖繩海槽天然氣水合物總資源量為6.5×1012m3，即65.1×108t油當量。
圖7-21 我國南海海域天然氣水合物資源量分布累計頻率曲線圖
表7-12 沖繩海槽生物氣資源量計算結果表
小結
1.南海部分
1）通過對陸坡區多道地震資料的再解釋，識別並總結了BSR的區域分布規律和層位分布特徵，探討了部分海域BSR界面附近層速度及波形變化，分析了AVO屬性等地球物理特徵。初步研究表明，天然氣水合物穩定帶一般出現在中中新統之上，BSR埋深在海底以下約100～700ms（雙程走時）。
2）依據多道地震資料識別的BSR及上部振幅空白帶的發育情況，推算了研究區天然氣水合物穩定帶的分布與厚度。
3）根據實際溫度、壓力和鹽及氣體組分，開展天然氣水合物形成的熱動力學條件研究，建立相平衡模型及計算方法，以此推測天然氣水合物穩定帶的潛在厚度。模擬計算結果初步表明，南海海域天然氣水合物形成所需要的水深一般大於500m，天然氣水合物穩定帶厚度一般在50～200m之間。
4）採用基於天然氣水合物地球物理-地球化學響應的常規體積法和成因概率統計法，對南海天然氣水合物資源量進行了初步測算。
2.東海部分
1）根據約3000km多道地震資料的解釋，識別並總結了BSR區域分布規律和層位分布特徵，初步圈定綜合異常分布區，提出了3類BSR成因演化的地質-地球物理模式。
2）開展天然氣水合物成礦的物理化學狀態平衡數值模擬，建立了天然氣-天然氣水合物-鹽-水體系中主要組分在氣、液、固三相中的活度模型和化學勢函數模型。
3）利用容積法、產烴率法和殘余有機碳法等方法，對沖繩海槽的天然氣水合物資源遠景進行了評估。